安宁河-则木河断裂带及周边地区Rayleigh波群速度背景噪声成像研究

谭夏露 房立华 王未来 吴建平

1）中国地震局地球物理研究所，北京市民族大学南路5号 100081 2）中国地震局地震观测与地球物理成像重点实验室，北京 100081

0 引言

川西安宁河-则木河断裂位于青藏高原东南缘，北接鲜水河断裂，南接小江断裂，东邻大凉山断裂，是川滇菱形块体与华南块体交界部位的主要活动断裂。其中，狭义的安宁河断裂自石棉起，向南途经冕宁，终止于西昌，长约160km，整体走向为近SN向（王新民等，1998）。晚第四纪断裂活动以左旋走滑为主，兼有倾滑分量（何宏林等，2007）。则木河断裂自西昌起，向南经普格，止于巧家，长约110km，整体走向为NNW向。晚第四纪活动以左旋走滑为主，兼有正断倾滑分量（徐锡伟等，2003）。

安宁河-则木河断裂既是一条边界活动断裂，也是一条强烈地震活动带。该断裂带历史上发生过多次中强地震，如1480年石棉冕宁间级地震、1489年西昌级地震、1536年西昌以北级地震、1732年西昌西南级地震、1850年西昌级地震（闻学泽等，2008；祝爱玉等，2015）。距今最近的一次强震为1952年冕宁级地震。地震活动性分析表明，安宁河断裂的冕宁-西昌段b值较低，是高应力下的闭锁段，是未来大地震的潜在危险段，而则木河断裂的西昌-普格段是低应力下的微弱活动段（易桂喜等，2004）。闻学泽等（2008）研究认为，安宁河断裂存在冕宁以北段和冕宁-西昌段2个小震空段，2个紧邻的闭锁段落潜在地震的最大可能震级均为7.4级。

鉴于这一地区重要的地质构造环境和强震危险性，国内外学者在这一地区开展了许多地球物理探测，并取得了一系列成果。Yao等（2008）、Yang等（2010、2012）、Zhou等（2012）、Zheng等（2015）、范莉苹等（2015）和郑定昌等（2017）利用噪声层析成像方法反演了青藏高原东南缘及周边地区地壳上地幔的三维S波速度结构，揭示了该地区地下速度结构的横向不均匀性，分辨率为60～200km，并发现该地区地壳内部存在低速层。Bao等（2015）、郑晨等（2016）利用接收函数和面波频散联合反演，获得了青藏高原东南缘地壳上地幔的S波速度结构及地壳厚度，提供了对该地区2个地壳低速层形态和分布的约束，分辨率最高为0.5°×0.5°。王夫运等（2008）、杨卓欣等（2011）、樊计昌等（2012）利用人工震源获得了盐源-西昌一带高分辨率的地震折射剖面，揭示了该剖面上地壳的纵向速度结构特征及活动断裂深部形态，并发现安宁河-则木河断裂为舌状的低速带，其规模可延伸到基底。

上述研究成果初步揭示了青藏高原东南缘的速度结构分布，但受台站分布、观测时间、成像方法等的限制，已有结果的空间分辨率有限，难以分辨针对断裂带的小尺度局部特征或跨主要断层的小规模的尖锐的速度变化。近年来，背景噪声成像在获取高分辨率地壳速度结构方面得到了广泛应用 （Yao et al，2006；Fang et al，2010；Zheng et al，2011；Li et al，2016b）。本文针对安宁河-则木河断裂及邻区的地壳速度结构，采用密集流动台阵观测的连续噪声记录进行成像研究，获得了4～20s的Rayleigh波群速度分布图，结果显示多数区域的横向分辨率可达20km，本研究改进了川滇菱形块体东边界特别是安宁河-则木河断裂带附近的地下结构成像结果，为认识该地区的地质构造演化、动力学背景和潜在的强震危险性提供了参考。

1 数据

本研究使用的数据主要为2部分：川西台阵2007年1月1日～2008年12月31日和西昌台阵2013年1月1日～2015年12月31日垂直分量的连续波形数据。数据均由中国地震科学探测台阵数据中心提供①中国地震科学台阵，2006，中国地震科学探测台阵波形数据，中国地震局，doi：10.12001/Chin Array.Data.。台站分布如图1所示。其中，川西台阵由154个宽频带地震台站组成，台站间距为10～30km，每个台站配备Guralp CMG-3ESPC型地震计和RefTek 130B数据采集器（刘启元等，2008）。西昌台阵由33个宽频带地震台站组成，平均台间距16km，观测仪器采用Guralp CMG-3T型地震计和RefTek 130S型数据采集器（王松等，2017）。

图1 研究区主要活动断裂、历史地震以及台站分布

2 方法

2.1 NCF计算

本文采用的数据处理步骤与 Bensen等（2007）、房立华等（2009）基本相同，主要包括：①单台数据预处理；②台站间长时间波形记录的互相关计算和叠加；③频散曲线测量；④质量控制和误差分析；⑤面波层析成像。本文只用了垂直分量的背景噪声数据，通过互相关计算提取出的主要是Rayleigh波的经验格林函数。

分别对西昌台阵和川西台阵垂直分量的连续波形数据进行单台数据预处理，基本步骤包括重采样（5Hz）、去均值、去倾斜分量、带通滤波（1～20s）、时间域归一化（“one-bit”方法）和频谱白化处理。由于西昌台阵和川西台阵的数据预处理及互相关计算都是单独进行的，且各台站使用的观测设备都相同，因此无需去除仪器响应。

单台数据预处理后，分别对西昌台阵和川西台阵的不同台站对每天的背景噪声数据进行互相关计算，通过线性叠加获得最终的互相关结果，并对正负分支反序后再叠加，形成“对称分量”，以降低噪声源分布不均匀的影响，提高信噪比。计算完毕后，共得到12215条噪声互相关函数。图2给出了台间距为80～200km部分台站对的噪声互相关函数，从图2可以看出，正负半轴有着比较明显的面波信号。随着台站间距的增加，面波信号的到时也逐渐增大。

图2 部分台站对的Rayleigh波噪声互相关函数

2.2 频散曲线测量及质量控制

本文采用姚华建等（2004）、Yao等（2005）提出的基于图像分析的方法测量 Rayleigh波群速度频散曲线。由于短周期面波信号信噪比较低，自动拾取的频散曲线速度跳动范围较大，可能产生较大误差。为提高短周期速度结构成像的可靠性，本文通过手动拾取来剔除部分质量较差的频散曲线。手动拾取的标准是频散曲线连续长度≥6个点，并且去掉短周期跳动较大的点，同时基于信噪比（信噪比大于2）和台站间距（台间距大于1.5倍波长）对频散曲线进行筛选（Yao et al，2011；Li et al，2016a）。基于上述筛选标准，共得到 4983条频散曲线。图3是Rayleigh波群速度频散曲线测量的示例。

图3 Rayleigh波群速度频散曲线测量示例

图4给出了不同周期的射线路径统计。由图4可见，5～20s的射线路径均超过了1000条，7～15s的射线路径超过了1500条。图5为选取的4个周期的射线分布情况。由图5可见，在研究区的中心区域射线分布较密集，交叉覆盖较好，研究区边缘射线密度较低。

图4 不同周期Rayleigh波射线路径统计

图5 不同周期Rayleigh波的射线路径分布

2.3 层析成像方法

本文采用Ditmar等（1987）、Yanovskaya等（1990）提出的面波层析成像方法反演得到一个给定周期的面波群速度的横向分布。假设群速度的实际分布函数为Ue（θ，φ），θ和 φ分别表示经度和纬度，则可以通过使目标函数最小化来获得每个周期的群速度分布，即

其中

x＝x（θ，φ）为球坐标系下的位置矢量；U0为与初始模型相对应的速度，一般取该周期所有路径上的平均群速度；ti为沿着第i条路径的观测走时；ti0为根据初始模型计算的走时；l0i为第i条路径的长度；α为正则化参数；s为参与反演的路径段。把球坐标（θ，φ）变换成笛卡尔坐标x＝（x，y）后，在笛卡尔坐标系中求解得群速度的实际分布函数Ue（x），并将结果重新变换到球坐标系下。

3 结果与讨论

3.1 分辨率分析

通过分析分辨率可以估计层析成像结果的最小分辨尺度。本文采用Yanovskaya（1997）提出的根据平均面积的平均尺度和伸展度来估计成像分辨率的方法，该方法在层析成像反演的同时，还根据射线密度和射线的方位分布计算了不同周期的分辨率。图6是4个不同周期的分辨率。从图6可以看出，大部分区域的分辨率都小于20km，在研究区域的边缘分辨率一般为20～40km。

为了评估群速度结果的可靠性，我们与 Shen等（2016）的群速度成像结果进行了对比（图7）。Shen等（2016）利用中国地震台网及流动台网共2000多个地震台站的数据，获得了中国大陆8～70s的Rayleigh波群速度分布图，其横向分辨率为50～100km，在东部地区分辨率约为50km。

从图7可以看出，本研究与Shen等（2016）的成像结果基本一致。比如，在盐源盆地、西昌盆地和四川盆地均观测到较明显的低速异常，但异常体的形态和幅度有一定差异。本研究在九龙附近观测到比较明显的高速异常，Shen等（2016）在九龙附近也呈现为大面积的高速异常，但高速异常的幅度小于本文。造成这种差异的原因可能是Shen等（2016）的研究区域较大，射线路径较长，网格较大，在层析成像反演时施加了光滑约束，成像结果中可能携带了一些本研究区域之外的结构信息，因此对于局部小尺度的速度异常不敏感。本研究采用的台站数量更多，台站分布更密集，分辨率更高，因此能反映出一些小尺度的高低速异常形态。

图6 不同周期的空间分辨率分布

3.2 不同周期的群速度分布

Rayleigh波频散对S波速度最为敏感，不同周期的Rayleigh波反映了不同深度范围的S波速度结构。周期越短，面波群速度的敏感深度越浅、敏感范围越窄，故短周期面波在深度方向上的分辨率越高；中长周期面波群速度的敏感深度越深、敏感范围越宽，在深度方向上的分辨率越低。图8是6s、10s、14s和18s的群速度成像结果。

t＝6s的群速度分布主要反映地壳浅部（5～7km深度）的速度变化情况。在西昌盆地、盐源盆地和四川盆地（研究区东北角）呈现为低速异常，反映了这三个区域存在较厚的沉积层。西昌盆地的速度明显低于盐源盆地，说明西昌盆地的基底埋深大于盐源盆地，这与杨卓欣等（2011）的结果相一致。西昌地区的低速异常从安宁河断裂西侧的安宁河谷起，经过邛海湖盆地，向东一直可达美姑、越西附近，这与王夫运等（2008）和杨卓欣等（2011）的人工地震探测剖面结果相一致。根据王运生等（1996）、刘丽华等（2003）和伏明珠等（2011）的研究结果，西昌地区附近的低速异常范围基本与西昌中生代盆地的位置一致。在安宁河断裂西侧的九龙地区显示为明显的高速异常，与范莉苹等（2015）的Rayleigh波群速度成像和郑定昌等（2017）的Love波群速度成像结果基本一致。九龙地区位于松潘-甘孜造山带东南缘，周边分布着大量花岗岩体和部分变质核杂岩体，可能是该地区呈现高速异常的主要原因。在研究区南侧的盐边和金阳附近出现两块小的高速异常，这一高速异常在范莉苹等（2015）和郑定昌等（2017）的背景噪声层析成像结果中也有体现，可能与峨眉山玄武岩的喷发活动有关。

图7 Shen等（2016）的群速度成像结果（a）、（c）与本研究的群速度成像结果对比（b）、（d）

t＝10s、14s、18s的群速度分布与6s的成像结果基本相似，群速度分布特征与地质构造基本一致。西昌盆地、盐源盆地、四川盆地依然表现为明显的低速异常，九龙附近和研究区的南部依然为高速异常。研究区南侧的盐边-德昌-巧家附近的高速异常可能与地幔柱成因的峨眉山大火成岩省的岩浆活动有关。地幔柱上升的过程中，岩石圈不同深度赋存大量的镁铁质和超镁铁质岩浆，冷却结晶后形成高速异常体。大区域的噪声层析成像研究也发现了在攀枝花-西昌附近的地壳内部存在高速异常（Yao et al，2008；范莉苹等，2015）。此外，在安宁河断裂南段（冕宁-西昌段）、则木河断裂北段（西昌-普格段）可以观测到西侧高速、东侧低速的速度对比，其余地方断裂带两侧的速度对比不明显。周期为4～20s的群速度分布图主要反映了3～24km深度范围的S波速度结构，不同周期的成像结果的一致性，表明这一地区上地壳的速度结构尽管存在较强的横向变化，但垂向变化不大。

图8 不同周期的群速度成像结果

3.3 构造意义及地质解释

短周期的群速度分布与沉积层厚度、结晶基底埋深等有紧密关系。一般来说，沉积层较厚的地区其群速度相对较低。在盐源盆地和西昌盆地，中短周期的群速度成像结果显示为明显的低速异常，且西昌盆地的群速度低于盐源盆地。盐源盆地位于松潘-甘孜造山带向扬子地台过渡的区域，即盐源-丽江台缘坳陷，属于木里-盐源推覆构造带，东南侧以金河-菁河断裂为边界，西侧以丽江-小金河断裂为边界，受这两条断裂所夹持，形成北北东向收敛、南西向散开的弧形盆地构造（葛茂先，2003）。盐源盆地主要发育两套地层，下部为残留在盆地周边地区的丽江组古近纪砾岩层，上部为盐源组新近纪-第四纪含煤层的河湖相、湖沼相沉积（张岳桥等，2016）。西昌中生代盆地范围覆盖西昌、昭觉、喜德、越西等区域（刘丽华等，2003），西到安宁河断裂，东达峨边-美姑断裂，向南到达则木河断裂（王运生等，1996；伏明珠等，2011）。在区域应力场的作用下，西昌中生代盆地沿安宁河断裂发生了多次活动和改造。早白垩世晚期以后，西昌中生代盆地就结束了大型内陆湖盆的历史，逐渐演化成现在被高山、峡谷所夹的安宁河谷、邛海湖等小型断陷盆地（王运生等，1996）。安宁河谷被安宁河断裂的东西两支断裂所夹持，形成地堑构造，分布有第三系、第四系沉积物。西昌市东侧的邛海盆地为山间盆地，由冲洪积地质作用形成，分布有黏土质砂砾、黏土、粉土和细砂等为主的湖相沉积地层（刘必灯等，2014）。根据杨卓欣等（2011）对盐源-西昌-昭觉-马湖一线深地震测深的结果可知，盐源盆地的基底界面埋深1～3km，西昌盆地的基底埋深在其中间部位可达约6km。这两个盆地出露的相对年轻的新生代沉积物是该地区呈现低速异常的主要原因。

在贡嘎山附近，中上地壳的群速度表现为低速异常，速度为2.8～2.9km/s。贡嘎山东侧有一块较小的高速异常，西南侧为面积较大的九龙高速体。贡嘎山区位于青藏板块与扬子板块的过渡带，其山体海拔约7556m，为青藏高原东缘的最高峰。李钟武等（1983）指出，贡嘎山及其邻区存在第四纪沉积物，在沉积结构下方至结晶基底为贡嘎山花岗岩体。马宏生等（2008）的三维P波速度结构成像结果显示，贡嘎山下方5～65km深度处存在低P波速度异常，并将其解释为高山的山根效应，反映了新造山带的强烈构造隆升与相伴的重力均衡作用。王伟平（2016）成像结果表明，贡嘎山下方5～10km深度范围内具有较低的P波速度，S波速度与其周边地区尤其是东侧泸定一带相比表现为负异常，并认为这可能反映了贡嘎山区花岗岩基底的低速特性，并且基底的影响深度可达到地下10km左右。贡嘎山区大地热流值较高，地热资源丰富，东侧沿鲜水河断裂南段出露有大量温泉，其东坡山脚下有出露于二叠系大理岩、结晶灰岩及花岗岩上的海螺沟、热水塘等温泉（沈立成，2007）。岩石地球化学研究表明，贡嘎山花岗岩属地壳局部熔融的产物，为S型花岗岩（来庆洲等，2006）。磷灰石裂变径迹测试表明，贡嘎山岩体为快速隆升区域，最南端1Ma以来的隆升速率超过 3.3±0.8 mm/a（谭锡斌等，2010）。岩石物理实验结果表明，地壳中的花岗岩一般表现为高速特征，P波速度一般在6km/s左右，但随着温度升高，花岗岩中的P波速度可降低至约5km/s（张友南等，1998）。结合本文的成像结果推测，由于贡嘎山中上地壳存在低速异常，青藏高原物质在东南向运动过程中，遇到贡嘎山东侧及西南侧高速体的阻挡，以及川滇菱形块体运动方向由与鲜水河断裂近乎平行，逐渐过渡到与NE-SW向的丽江-小金河断裂和近SN向的安宁河断裂的斜交、挤压，导致了贡嘎山的快速隆升。

在九龙地区，上地壳的群速度表现为明显的高速异常，速度为3.2～3.5km/s，大体呈NW向展布，南东端最远可到达西昌地区。周期≥10s时，该高速异常的东南端可到达安宁河断裂南段的西侧，并在安宁河断裂南段呈现东侧低速、西侧高速的结构差异。九龙地区位于松潘-甘孜造山带东南缘，其东南侧以丽江-小金河断裂为界与扬子地台毗邻。九龙地区主要出露的地层有三叠系西康群的浅变质岩系，部分古生界地层，印支期中酸性花岗岩侵入体（赵友年等，2009；张建岭等，2011），及以前震旦系火山-沉积岩为核的变质核杂岩体（傅昭仁等，1999；李同柱等，2016）。Xiao等（2007）、袁静等（2011）以及 de Sigoyer等（2014）对九龙附近出露的花岗岩石样品进行了年代学分析，发现该地区的花岗岩体主要形成于印支期和燕山期。九龙花岗岩黑云母Ar/Ar年龄为110～120Ma，贡嘎山花岗岩锆石 U/Pb年龄为12.8Ma，两者形成年龄差别较大（来庆洲等，2006）。尽管九龙花岗岩体和贡嘎山花岗岩体自中新世以来处于单调冷却，但由于贡嘎山岩体形成较晚，地壳尚未完全冷却，因此地壳中存在低速异常。而九龙花岗岩体经过如此长时间的演化，岩浆作用导致的热效应已基本耗尽，形成了现今的高速异常。

4 结论

利用布设在安宁河-则木河断裂带周边区域的西昌台阵（2013年1月～2015年12月）和川西台阵（2007年1月～2008年12月）共187个宽频带地震台站、垂直分量的背景噪声数据，采用噪声层析成像方法获得了这一区域4～20s的Rayleigh波群速度分布图像。与前人研究相比，本文结果的横向分辨率有明显改进，在安宁河-则木河断裂带可达20km左右，其它区域可以达到20～40km。

安宁河-则木河断裂带及周边地区中上地壳的速度结构存在明显横向不均匀性，速度分布特征与地表地质构造基本一致，不同周期的速度分布图像基本相似。在安宁河断裂南段和则木河断裂北段能观测到断裂两侧的速度存在明显差异，其余断裂带两侧的速度对比不明显。盐源盆地、西昌盆地和四川盆地西南缘表现为低速异常，反映了这些盆地具有较厚的沉积层。九龙附近的高速异常与出露的花岗岩体和变质核杂岩有关。研究区南侧的盐边-德昌-巧家附近的高速异常可能与峨眉山大火成岩省的岩浆活动有关。地幔柱上升的过程中，岩石圈不同深度赋存大量的镁铁质和超镁铁质岩浆，冷却结晶后形成高速异常体。贡嘎山附近的中上地壳表现为明显的低速异常，青藏高原物质在东南向运动过程中，遇到贡嘎山东侧及西南侧高速体的阻挡，以及川滇菱形块体运动方向由与鲜水河断裂近乎平行，逐渐过渡到与NE-SW向的丽江-小金河断裂和近SN向的安宁河断裂的斜交、挤压，导致了贡嘎山的快速隆升。

致谢：感谢中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供地震波形数据。